Analisi strutturale lungo un profilo geologico tra la linea Fella-Sava e ...

Mem. Soc. Geol. It., 57 (2002), 293-300, 5 ff., 1 tav. f.t.
Analisi strutturale lungo un profilo geologico tra la linea Fella-Sava
e l’avampaese adriatico (Friuli Venezia Giulia-Italia)
S. MERLINI (*), C. DOGLIONI (**), R. FANTONI (*) & M. PONTON (***)
RIASSUNTO
Sulla base di dati aggiornati, provenienti da rilevamento geologico,
interpretazione sismica, revisione di pozzi, è stato realizzato
uno schema interpretativo della catena delle Alpi e Prealpi Giulie e
del relativo avampaese.
La catena interna è caratterizzata da un ampio sinclinorio, delimitato
a nord dalla linea Fella-Sava (faglia subverticale a carattere
transpressivo destro) e a meridione dalla linea M. S. Simeone-Val
Uccea-Saga, sud-vergente, e dalle linee della Val Resia e del M.
Amariana, backthrusts nord-vergenti. All’interno della catena sono
presenti porzioni dell’edificio della fase mesoalpina, a direzione dinarica
(NW-SE), riarrangiate nel successivo edificio neoalpino. La
linea M. S.Simeone-Val Uccea-Saga viene interpretata come struttura
di probabile origine mesoalpina ripiegata ed in parte riattivata in
fase neoalpina. La linea della Val Dogna presenta le stesse caratteristiche
evolutive, con rigetti più limitati. Entrambe le strutture vengono
dislocate e ruotate dalla linea Fella-Sava fino ad immergere a
sud. In posizione più esterna la catena è caratterizzata da una serie
di embrici sudvergenti (linee Pinedo-Uccea e Barcis-Staro Selo) scollati
nelle unità evaporitiche carniche e che coinvolgono il basamento
in posizione più interna e profonda. Questo sistema di embrici sovrascorre
sul Flysch del Grivò (Paleocene sup-Eocene inf. p.p.) con
piani spesso ad alto angolo a causa della riattivazione alpina esterna
di strutture pre-esistenti dinariche.
La deposizione del Gruppo di Cavanella (Aquitaniano-Langhiano)
sigilla la morfologia ereditata dalla strutturazione dinarica osservabile
in sismica nell’avampaese. In età post-Cavanella la struttura
dinarica è stata certamente riattivata, come evidente dal profilo
sismico.
Frontalmente all’anticlinale di Cargnacco, struttura legata al sovrascorrimento
di Palmanova, è conservata la porzione più esterna
dell’avanfossa dinarica, fino ad una distanza di circa 20 km.
TERMINI CHIAVE: Alpi Meridionali, Dinaridi, Friuli, tettonica
compressiva.
ABSTRACT
Structural analysis between the Fella-Sava line and the
adriatic foreland (Friuli Venezia Giulia-Italy).
The eastern part of the Southern Alps (northern Italy, Friuli
V.G. Region) has been the object of an integrated study to produce
a revised tectonic scheme for the Julian Alps and Prealps and for
their adjacent Adriatic-Friuli foreland (fig. 1). A compilation of surface
stratigraphic and structural data have been used for constructing
a geological cross-section through the inner part of the Julian
Alps and Prealps, while their external part has been reconstructed
integrating surface and seismic data. Ultimately, the buried parts of
the thrust-belt and its adjacent foreland have been interpreted on the
(*) Eni-Divisione Agip, Via Emilia, 1 - 20097 S. Donato Milanese
(MI).
(**) Dipartimento di Sc. della Terra - Università La Sapienza,
piazzale A. Moro, 5 - 00185 Roma.
(***) Dipartimento di Scienze Geologiche, Ambientali e Marine,
via E. Weiss, 2 - 34127 Trieste - ponton@univ.trieste.it
basis of seismic lines constrained by well data. The study area is
located in the interference zone between the Paleogene forebelt of
the Dinarides subduction and the Neogene-Quaternary Southern
Alps, which represent the retrobelt of the Alpine subduction.
In the regional section (fig. 2), the inner part of the Julian Alps
and Prealps is best described as a large sinclinorium, limited to the
north by the Fella-Sava line (vertical fault with a dextral transpressive
component) and to the south by a narrow south-verging flexure,
connected to the Mt. S. Simeone-Val Uccea-Saga line and complicated
by backthrusts (Val Resia and Amariana lines). To the south of this
sinclinorium, pre-existing dinaric thrusts (NW-SE) are present,
which have been successively reactivated and made part of the alpine
edifice. In this respect, the Mt. S. Simeone-Val Uccea-Saga line is
interpreted as a dinaric structure, later folded and partly reactivated
during the neoalpine phase. In fact, this line can be described as a
series of steps NW-SE oriented activated during the pre-Miocene, and
others E-W trending lines utilized during the more recent alpine phases.
The Val Dogna line has got the same characteristics as the above
mentioned; both tectonic lines utilize the Permian and Carnian evaporitic
units as preferred decollement horizons and are dislocated and
rotated by the Fella-Sava line to become south-verging.
The external part of the Julian Alps and Prealps has a south-verging
embricated structure (Pinedo-Uccea line and Barcis-Staro Selo
line) with the single tectonic units detached along the Carnian evaporites
level, with some basement involvement in the deeper and
internal areas. This embricated structure overrode the Flysch del
Grivò (Upper Paleocene-Lower Eocene p.p.); some thrusts are relatively
steep, possibly due to the alpine reactivation in the external
parts of the mountain chain. At the dinaric margin, underneath the
Mt. Bernadia, another structural unit belonging to the shallow
deformation of the Cividale line has been recognized (figs. 2-3).
In the subsurface, in the forefront of the exposed thrust-belt
(figs. 3-5), there is the Cargnacco anticline in the hangingwall of the
Palmanova line which represents the front of the compressive features.
Combining seismic and well data (Cargnacco 1, in fig. 4, and
Lavariano1 wells) it is possible to reconstruct in detail the deformation
history of this structure (VENTURINI, this volume). The first deformation
phase occurred in the Late Paleocene-Early Eocene p.p.,
with the deposition of the syntectonic unit of the Flysch del Grivò,
overlain by the Lower Eocene p.p.-Middle Eocene Flysch di Cormons
with clear post-cinematic geometry. The Miocene Gruppo di
Cavanella (Aquitanian-Langhian) sutures the morphology inherited
from the dinaric phase. During post-Cavanella time the same structure
has been deformed by the new compressional phase. In fact, the
southeastern part of the structure, a relative depression during the
dinaric phase, was reactivated as a local high during the Plio-Quaternary.
The overall throw can be estimated in approximately 300 m,
based on the difference in elevation of base Quaternary strata
between Cargnacco1 and Lavariano1 wells.
To the south of the Cargnacco structure the Adriatic-Friuli foreland
is almost undeformed, and it is possible to recognize the Mesozoic
stratigraphic and structural architecture of the Mesozoic terrains,
such as the Friuli Platform to the east and the Belluno Basin
to the west. In this sector of the Adriatic-Friuli foreland the Miocene
clastics (Gruppo di Cavanella) unconformably overlay the Friuli
Platform, while the Paleogene terrains accumulated only to the west
of the platform edge, in the morphologic depression inherited from
the Belluno Basin.
KEY WORDS: Southern Alps, Dinarides, Friuli, thrust tectonics.

294 S. MERLINI ET ALII
Fig. 1 - Schema strutturale e ubicazione della sezione geologica e dei profili sismici.
– Structural sketch and location map.
INTRODUZIONE
Il Friuli Venezia Giulia è notoriamente l’area in cui le
Alpi Meridionali interferiscono con le Dinaridi, cioè l’area
in cui la retrocatena alpina della subduzione europea sotto
la placca adriatica, interferisce con la catena frontale
dinarica, dovuta alla subduzione della placca adriatica
sotto quella euroasiatica. Questo lavoro propone una sezione
geologica attraverso questa zona di sovrapposizione,
nella quale le strutture compressive dinariche SW-vergenti,
ritenute in gran parte paleogeniche, sono state
deformate da quelle sudalpine, generalmente S-vergenti,
attive dal Miocene al presente.
È stata realizzata una sezione interpretativa di sintesi
del settore orientale delle Alpi Meridionali (Alpi e Prealpi
Giulie) e dell’avampaese friulano. Ci si è basati su dati
aggiornati provenienti da rilevamenti geologici, da interpretazione
di profili sismici e da interpretazione e revisione
di dati dei pozzi esplorativi.
La sezione segue un tracciato con direzione circa N-S
nel settore interno della catena e con direzione NE-SW in
avampaese (fig. 1).
In passato è stata evidenziata la presenza di strutture
con direzioni circa NW-SE e E-W e attribuite rispettivamente
alla fase mesoalpina e a quelle neoalpine (COUSIN,
1981; DOGLIONI & BOSELLINI, 1987; VENTURINI & TUNIS,
1989; VENTURINI C., 1990a,b; CARULLI & PONTON, 1992;
CASTELLARIN et alii, 1992; POLI, 1995; POLI & ZANFERRA-
RI, 1995; PONTON & TUNIS, 1996). Anche recentemente il
tema viene ripreso e viene riconosciuta l’importanza
dell’interferenza fra i vari sistemi anche per la comprensione
della sismicità dell’area (BRESSAN et alii, 1998; PON-
TON & VENTURINI, 2000).
La ricostruzione del settore interno della catena in
particolare è stata realizzata tramite una sezione geologica
(fig. 2) eseguita sulla base di nuovi dati stratigrafici e
strutturali rilevati sull’intera area delle Alpi e Prealpi Giulie.
In questa sezione di catena si è cercato quindi di ri-

ANALISI STRUTTURALE TRA LA LINEA FELLA-SAVA E L’AVAMPAESE ADRIATICO 295
Fig. 2 - Sezione geologica dalla linea Fella-Sava al margine dinarico affiorante.
– Geological cross-section from Fella-Sava line to dinaric border in the outcrop.

296 S. MERLINI ET ALII
costruire geometrie in profondità che rispettino la molteplicità
dei dati di superficie integrando le conoscenze che
si hanno di questo settore orientale delle Alpi Meridionali;
l’interpretazione profonda del tratto meridionale è stata
inoltre integrata con i dati geofisici disponibili.
La ricostruzione del margine sepolto della catena e
dell’avampaese friulano/adriatico invece si basa sull’interpretazione
di alcune linee sismiche (fig. 3).
I profili sismici sono stati calibrati con i dati dei seguenti
pozzi: Bernadia 1, Cargnacco 1, San Pietro al Natisone
1, Buttrio 1, Lavariano 1, Terenzano 1, Cesarolo 1,
Eraclea 1 e Cavanella 1.
LINEAMENTI PRINCIPALI DELLA CATENA
Il settore interno della catena è un edificio strutturale
complesso, composto da una successione stratigrafica
caratterizzata da un’estrema variabilità laterale di facies e
di spessori sia in senso meridiano che longitudinale. Questo
fatto testimonia la complessa evoluzione dell’area, che
nella parte più interna eredita la strutturazione ercinica,
e che fa parte del margine nord-est della Placca Adriatica.
In questo contesto si collocano le variazioni di spessore
spesso legate a paleostrutture per lo più distensive
con direzione compresa fra NW-SE e NE-SW. Tali strutture
sono state in parte invertite con movimento trascorrente
o inverso durante le deformazioni compressive sia
meso- che neo-alpine.
La sezione è stata eseguita lungo una traccia circa
NNE-SSW che dai pressi di Pontebba in Val Canale, tagliando
il settore occidentale delle Alpi Giulie, giunge nelle
Prealpi Giulie meridionali attraverso il M. Bernadia
(fig. 2).
Sotto la copertura mesozoico-terziaria esiste un basamento
composito poco suscettivo (CATI et alii, 1989) entro
cui ritroviamo il metamorfico cristallino ricoperto da
notevoli spessori di depositi poco o per nulla metamorfosati
del Paleozoico Carnico sia pre- che post-ercinici
(Sequenza ordoviciano-carbonifera e Permo-Carbonifero
Pontebbano) (VENTURINI C., 1990a). Tali depositi affiorano
soltanto nella Catena Paleocarnica e sembrano ridursi
drasticamente verso sud, non essendo testimoniati nei
pozzi profondi dell’Alto Adriatico (CATI et alii, 1989).
Il complesso multilayer presente sopra questo basamento
è caratterizzato da un’alternanza di rigidi corpi
carbonatici (piattaforme sviluppatesi dall’Anisico al Cretaceo),
di meno competenti successioni carbonatico-terrigene
dello Scitico, Anisico e Ladinico e di due sequenze
miste con importanti livelli a gessi del Permiano sup. e
del Carnico sup. (SELLI, 1963; FRASCARI et alii, 1981; FOIS
& JADOUL, 1983; CARULLI et alii, 1987). Entro i corpi di
piattaforma o in corrispondenza delle loro scarpate si sviluppano
di solito le rampe dei sovrascorrimenti, mentre
nelle altre successioni, e in particolare nelle evaporiti, si
verificano gli scollamenti e si sviluppano le zone di flat.
Sono state osservate rapide variazioni di facies e di
spessori nei terreni del Carnico: a nord sono più potenti
le unità carbonatico-terrigene del Gruppo di Raibl (secondo
ASSERETO et alii, 1968), comprensivo di tutto il
Carnico e tipico delle Alpi Giulie, mentre a sud si sviluppano
maggiormente le unità evaporitiche raibliane
del Carnico sup. tipiche dei settori più occidentali come
le Dolomiti e la Carnia (CARULLI et alii, 1998; DE MAR-
CO et alii, 2000).
Sono evidenti inoltre le forti variazioni di spessore
della piattaforma carbonatica norico-retica (da 800 a
2000 m) procedendo da sud verso nord.
Si segnala inoltre la presenza all’interno della Dolomia
Principale di un orizzonte di dolomie scure con livelli
di oil shale (unità a laminiti organiche del Rio Resartico
di FANTONI et alii, 1998), riconosciuto anche in avampaese
nel Pozzo Cargnacco 1 (VENTURINI S., questo volume).
Le piattaforme carbonatiche nei settori settentrionali
persistono sino al Lias p.p.; nel Giurassico medio-sup. si
sviluppa invece una successione generalmente condensata
o ridotta a poche decine di metri, mentre più a sud (Prealpi
Giulie meridionali e avampaese) le piattaforme si sviluppano
ampiamente fino a tutto il Cretaceo.
Il Cretaceo, nei settori a nord e dove affiorante, è rappresentato
in genere dalle facies bacinali del Biancone e
della Scaglia, a comportamento semiduttile. In corrispondenza
del M. Bernadia è invece presente un margine
di piattaforma giurassico-cretacea. (COUSIN, 1981; PON-
TON &TUNIS, 1996; SARTORIO et alii, 1997; PERNARCIC,
2000). La successione cretacea presenta notevoli variazioni
di spessore che vanno dai circa 500 m presso il versante
sud del M. Bernadia fino ai circa 1500 m in avampaese
(Pozzo Cargnacco 1, fig. 4).
Presso il M. Bernadia esiste inoltre una importante
discordanza angolare al tetto della piattaforma giurassico-cretacea,
coperta dal flysch (VENTURINI & TUNIS,
1989; PONTON & TUNIS, 1996; VENTURINI &TUNIS, 1998),
documentata anche nel Pozzo Bernadia 1 (fig. 4).
Il flysch, in questo settore di catena, può essere distinto
in due unità: il Flysch del Grivò e il Flysch di Cormons
(VENTURINI & TUNIS, 1991; TUNIS & VENTURINI,
1992, 2000). Il primo, del Paleocene sup.-Eocene inf., è
caratterizzato dalla presenza di megabanchi carbonatici
con torbiditi subordinate mentre nel secondo, dell’Eocene
inf.-medio, predominano le torbiditi silicoclastiche e,
verso l’alto anche depositi deltizi di chiusura del bacino.
La catena interna è caratterizzata da un ampio sinclinorio,
delimitato a nord dalla linea Fella-Sava, transpressiva
destra immergente a sud con alto angolo, e a meridione
da una stretta flessura sud-vergente legata alla linea
M. S. Simeone-Val Uccea-Saga, cui sono connesse faglie
inverse retrovergenti (linea della Val Resia e linea del M.
Amariana). Frontalmente si sviluppa un serrato prisma
accrezionale di scaglie tettoniche.
La linea Fella-Sava tronca nettamente la catena e il
settore a nord di essa appare disgiunto da quello a sud.
Infatti la faglia ha avuto attività diverse, in momenti diversi:
compressiva, distensiva, trascorrente (VENTURINI
C., 1990b). Gli effetti più evidenti sono una marcata componente
inversa (circa 4 km di rigetto verticale) su un piano
nord-vergente ad alto angolo che accavalla la base della
Fm. a Bellerophon, affiorante nel blocco meridionale,
sulla Dolomia dello Schlern (piattaforma ladino-carnica
indifferenziata), e una successiva trascorrenza molto evidente,
ma non facilmente quantificabile.
La linea M. S. Simeone-Val Uccea-Saga, sulla base di
rapporti geometrici e in attesa di dati puntuali, viene
interpretata come struttura di probabile origine mesoalpina,
ripiegata ed in parte riattivata durante la fase neoalpina.
Infatti planimetricamente essa descrive un andamento
a gradini con i tratti NW-SE (a trend dinarico)
attivati nelle fasi pre-mioceniche e quelli E-W, più recenti,
allineati con quelli delle strutture neoalpine (fig. 1).
Questa è una caratteristica comune a molte delle struttu-

Fig. 3 - Profili sismici dalla catena dinarica all’avampaese adriatico.
– Seismic profiles from dinaric belt to adriatic foreland.

ANALISI STRUTTURALE TRA LA LINEA FELLA-SAVA E L’AVAMPAESE ADRIATICO 297
re presenti nella catena friulana, in particolare nel settore
frontale: segnaliamo le unità del M. Ciaurlec e dell’Arzino
in Prealpi Carniche e del M. Bernadia in Prealpi Giulie
che presentano una evidente piega da rampa con asse
NW-SE e un thrust a direzione E-W che riprende e disloca
il preesistente motivo strutturale. Inoltre si fa notare
come subito a sud-est di Saga, in Slovenia, il ramo orientale
della linea M. S. Simeone-Val Uccea-Saga, con direzione
WNW-ESE, separa due bacini torbiditici maastrichtiani
con caratteristiche sedimentologiche nettamente
diverse; si ipotizza infatti che durante il Maastrichtiano
esistesse una «ruga» orientata WNW-ESE che separava i
due solchi (KUSˇCER et alii, 1974; PIRINI et alii, 1986).
Nella sezione geologica (fig. 2) la linea M. S. Simeone-Val
Uccea-Saga presenta una strutturazione antecedente
alle linee Barcis-Staro Selo e Pinedo-Uccea testimoniata
dal forte ripiegamento subito in seguito alla
impostazione di tutto il sistema frontale della catena e del
retroscorrimento della linea Fella-Sava (cfr. PONTON,
2000 e CARULLI & PONTON, 1992).
Il raccorciamento osservabile per questa struttura,
lungo la sezione, è valutabile in circa 10 km. Connessi ad
essa, come retroscorrimenti, sono la linea della Val Resia
e, immediatamente a nord di questa, la linea del M. Amariana
(PONTON, 2000; PONTON & VENTURINI, 2000). La linea
della Val Dogna presenta le stesse caratteristiche evolutive
della linea M. S. Simeone-Val Uccea-Saga, con
rigetti più limitati. Il ripiegamento del piano di queste
strutture è evidente sui due fianchi della Val Dogna, ove
presenta immersioni opposte (fig. 2). Entrambe le strutture
utilizzano gli orizzonti del Permiano e del Carnico
come piani di scollamento. Le zone di rampa di queste
strutture vengono dislocate e ruotate, fino ad immergere
nettamente verso sud, dall’azione della linea Fella-Sava.
In posizione più esterna la catena è caratterizzata da
una serie di embrici sud-vergenti impostati lungo la linea
Pinedo-Uccea e la linea Barcis-Staro Selo, lungo le quali
i raccorciamenti sono rispettivamente di circa 6 e 20 km.
Le strutture sono scollate nelle unità evaporitiche carniche
(flat superiore) e coinvolgono il basamento in posizione
interna e profonda. Il sistema scorre sul flysch e, a
causa dell’interferenza con le strutture dinariche alla
fronte (M. Bernadia) e del basculamento al tetto delle
strutture alpine esterne, presenta piani ad alto angolo
(fino a 60°). Nella fase finale di strutturazione è ipotizzabile
che all’interno di questo sistema si sia generata una
flessura dovuta ad un limitato taglio fuori sequenza, prolungamento
della rampa profonda, che ha ripiegato e riattivato
in parte la scaglia tettonica della Val Resia sovrastante.
Nel settore della sezione la flessura è meno
pronunciata rispetto a quello occidentale (CARULLI &
PONTON, 1992) come avviene sul M. Festa, a nord del M.
S. Simeone (PONTON, 2000 e in questo volume).
La catena è ritagliata da faglie trascorrenti destre con
direzione WNW-ESE tipiche della fine dell’ultima fase
deformativa (PONTON, questo volume).
È evidente la difficoltà di eseguire una sezione completamente
bilanciata per la non ortogonalità delle strutture
a trend dinarico con la stessa. Bisogna comunque ricordare
che quasi tutte sono state riattivate durante la
fase neoalpina con compressioni N-S e NNW-SSE (BRES-
SAN et alii, 1998 e PONTON & VENTURINI, 2000). Si fa notare
come la fase mesoalpina con un chiaro trend dinarico
è documentata anche in alcuni settori della Catena
Paleocarnica (VENTURINI, 1990a); nel settore interno del-
Fig. 4 - Profili dei pozzi Cargnacco 1 e Bernadia 1.
– Profiles of Cargnacco 1 and Bernadia 1 wells.
la catena inoltre è più evidente la discordanza fra le direzioni
del sistema alpino e dinarico; quest’ultimo infine,
che come sopra descritto è ripiegato ed esumato dalle
strutture successive, sembra qui presentare rigetti maggiori
rispetto al settore più esterno.
Il settore esterno è stato ricostruito anche tramite un
grid sismico relativamente fitto; in particolare vengono
presentati due profili sismici (fig. 3) paralleli alla sezione
geologica di superficie. Il tracciato del profilo sismico A
prosegue quello della sezione geologica di catena; il profilo
B attraversa le medesime strutture esterne in una posizione
meglio tarata dai dati di pozzo. Il profilo sismico
A, nel tratto settentrionale, ha evidenziato la presenza di
una struttura profonda, connessa all’emersione del fascio
di deformazione della linea di Cividale. L’asse di tale
struttura presenta una direzione coincidente con il fronte
sovrascorso del M. Bernadia che risulta parzialmente rideformato.
Nella parte frontale (linea del M. Bernadia) la catena
presenta ancora geometrie difficilmente bilanciabili in
quanto chiaramente evolutesi con diversi trends nelle varie
fasi deformative descritte (fig. 2).
In quest’area inoltre è evidente il grande spessore di
flysch caratteristico dell’avanfossa paleogenica della catena
dinarica.

298 S. MERLINI ET ALII
Fig. 5 - Sezione strutturale di sintesi del Friuli orientale.
– Structural section of Eastern Friuli region.
Le strutture più esterne rappresentate nella sezione
geologica (linea di Cividale, fig. 2), pur presentando un
trend dinarico originario evidente, di età paleogenica,
sono anche interessate da movimenti neogenico-quaternari
successivi (post-langhiani) alla deposizione del Gruppo
Cavanella (Aquitaniano-Langhiano).
Un contributo nella definizione di questa struttura
in sottosuolo proviene anche dalla revisione del pozzo
Bernadia 1, riportata in fig. 4. Si è riscontrato infatti che
le ripetizioni tettoniche di unità mesozoiche indicate da
MARTINIS (1966) sotto il piano di scorrimento principale,
corrispondono in realtà a megablocchi inglobati nel
Flysch del Grivò (Paleocene sup.-Eocene inf. p.p.), analoghi
a quelli ben documentati anche in affioramento in
località limitrofe, come ad esempio la Cava di Vernasso
poco a SE (TUNIS & VENTURINI, 1992). Il pozzo ha documentato
anche la presenza di depositi di piattaforma
del Malm (Calcari ad Ellipsactinie) troncati a tetto da
una discordanza angolare su cui poggia il Flysch del
Grivò.
Altri esempi di unconformity coperte da sedimenti
paleogenici (CARULLI et alii, 1982) testimoniano fasi di
strutturazione con emersione fra la fine del Cretaceo e il
Paleocene (VENTURINI & TUNIS, 1992).
Procedendo verso l’esterno è ben evidente, su entrambe
le sezioni in fig. 3, la struttura polifasica (linea di Palmanova
Auct.) attraversata dal pozzo Cargnacco 1 (fig. 4).
La caratteristica principale è costituita da una classica
piega per propagazione di faglia, di dimensioni plurichilometriche,
asimmetrica col fianco orientale più sviluppato,
compatibile con un’unica rampa nella successione
carbonatica norico/cretacea e livello di scollamento all’interno
delle unità carniche. Nella sezione A si evidenzia,
sul fianco interno della struttura, la presenza di flysch di
età paleocenico-eocenica.
Si possono riconoscere sismicamente due unità, separate
da un’unconformity, presumibilmente correlabili
con il Flysch del Grivò (Paleocene sup.-Eocene inf. p.p.) e
il Flysch di Cormons (Eocene inf. p.p.- medio).
L’unità inferiore (Grivò) sembra essere coeva all’evento
deformativo; l’unità a tetto (Cormons) presenta geometrie
di onlap sul fianco interno della struttura indicandone
l’età di disattivazione.
Il Gruppo di Cavanella (Aquitaniano-Langhiano), costituito
da depositi di piattaforma terrigena (MELLERE et
alii, 2000, con bibl.), si depone con spessore costante lungo
tutta la sezione, senza evidenze di crescita verso i settori
interni della catena dinarica.
Sulla stessa sezione è evidente la riattivazione del piano
tettonico (linea di Palmanova), in età post-Cavanella.
L’entità del rigetto relativa a questa fase, ridotto lungo la
sezione A, risulta invece cospicuo nel profilo sismico B: il
rigetto verticale, tarato dai pozzi Cargnacco 1 e Lavariano
1, è quantificabile in circa 700 m in corrispondenza
del Gruppo di Cavanella. L’età in cui si realizza tale rigetto
è ritenuta essere estremamente recente, in quanto
tra i due pozzi si registra un dislivello tettonico di circa
300 m della base del Quaternario.
Il confronto tra le due sezioni evidenzia la polifasicità
della struttura: nella sezione A è evidente la forte sopraelevazione
strutturale pre-Cavanella e il ridotto rigetto
post-Cavanella. Nel settore sud-orientale (sezione B) invece
è evidente il minor dislivello paleogenico, coniugato ad
una maggior elevazione tortoniano-quaternaria.
Frontalmente alla struttura di Cargnacco è conservata
la porzione più esterna dell’avanfossa dinarica, fino ad
una distanza di circa 20 km dalla linea di Palmanova.
Il settore più esterno dell’avampaese friulano/adriatico
è sostanzialmente indeformato e sono preservate le
geometrie strutturali e fisiografiche del precedente ciclo
mesozoico. La Piattaforma Friulana è presente nel settore
orientale e il Bacino Bellunese nel settore occidentale.
In fig. 1 è indicato l’andamento in pianta del paleomargine.
La successione clastica miocenica del Gruppo di Cavanella
copre in discordanza la Piattaforma Friulana e,
solo ad ovest della paleoscarpata, ricompaiono le successioni
paleogeniche, a riempire la depressione ereditata
dal Bacino Bellunese.
Nella successione clastica terziaria sono inoltre evidenti
i principali limiti di sequenza (indicati sui profili sismici
di fig. 3). Una marcata capacità erosionale è testimoniata
dall’unconformity alla base del Gruppo di
Cavanella e dall’unconformity intramessiniana (FANTONI
et alii, questo volume).
Il Quaternario si ispessisce andando verso sud-ovest.

ANALISI STRUTTURALE TRA LA LINEA FELLA-SAVA E L’AVAMPAESE ADRIATICO 299
DISCUSSIONE
Il nord-est d’Italia è caratterizzato dall’interferenza
tra la retrocatena alpina ed il fronte della catena dinarica;
in linea generale, la catena alpina ha età note, e confermabili
dai dati esposti in questo studio come anche
dalla sismicità, almeno dal Miocene all’attuale. La catena
dinarica è stata finora interpretata come precedente,
maastrichtiano-paleogenica, sulla base del flysch coevo e
dell’interferenza con le strutture alpine che in larga parte
tagliano e ripiegano le strutture dinariche (fig. 2). Nel settore
frontale delle due catene, alpina e dinarica, tuttavia,
entrambe risultano essere attive (fig. 3).
Il confronto tra i due settori della catena, rappresentati
in un’unica sezione regionale in fig. 5, evidenzia come
in quello interno l’interferenza tra i due sistemi tettonici,
mesoalpino-dinarico e neoalpino, avvenga con l’attivazione
di strutture che ritagliano le precedenti, con elevati angoli
tra le rispettive direzioni (fig. 1)
Infatti nel settore interno sono evidenti almeno due
strutture (linea della Val Dogna e linea del M. Bernadia)
che presentano una direzione NW-SE nettamente discordante
da quella circa E-W delle strutture sicuramente
neoalpine e che sono da queste ultime ripiegate e ritagliate.
Per ragioni analoghe anche la linea M. S. Simeone-Val
Uccea-Saga può essere interpretata in tal senso.
Le strutture mesoalpine sono generalmente riferibili ad
una età maastrichtiano-paleogenica, quelle neoalpine ad
un’età neogenica.
Nel settore esterno (struttura di Cargnacco) la riattivazione
neoalpina avviene invece sostanzialmente lungo i
piani precedenti, con limitate variazioni nella direzione di
deformazione. Si osserva infatti la presenza di strutture a
direzione dinarica, di età mesoalpina, riattivate in età
neogenica con direzione di deformazione sostanzialmente
coassiale. Questa diversa direzione delle strutture nella
fase deformativa neogenica tra i due settori di catena, evidenzia
l’elevata ridistribuzione dello stress locale, probabilmente
indotta anche dall’eredità paleostrutturale mesozoica.
L’unità più esterna è costituita dalla struttura di Cargnacco
(connessa alla linea di Palmanova Auct.): i dati sismici
disponibili e le tarature offerte dai pozzi Cargnacco
1 e Lavariano 1 (VENTURINI S., questo volume) ne consentono
la ricostruzione della storia deformativa: una successione
sincinematica marca un primo evento deformativo
compressivo di età Paleocene sup.-Eocene inf. p.p. (deposizione
del Flysch del Grivò); la successione sovrastante, di
età Eocene inf. p.p.-medio (Flysch di Cormons), presenta
geometrie postcinematiche, evidenziate da orizzonti sismici
piano-paralleli, sub-orizzontali, con chiare terminazioni
in onlap sul fianco interno della struttura di Cargnacco. La
successione paleogenica, assente in corrispondenza della
culminazione assiale della struttura (profilo sismico A), è
invece parzialmente conservata in depressione assiale nel
settore sud-orientale (profilo sismico B).
L’età di disattivazione delle strutture mesoalpine nei
settori esterni della catena sembra essere vincolata proprio
dai caratteri post-cinematici del Flysch di Cormons
(Eocene inf. p.p.-medio).
La deposizione del Gruppo di Cavanella (Aquitaniano-Langhiano)
sigilla la morfologia ereditata dalla strutturazione
mesoalpina. In età post-Cavanella la struttura è
stata certamente riattivata, come evidente dal profilo sismico
A di fig. 3.
A SW della struttura di Cargnacco è conservata la porzione
più esterna dell’avanfossa mesoalpina della catena,
fino ad una distanza di circa 20 km dalla struttura stessa.
In definitiva nel settore interno della catena non esistono
elementi per una precisa attribuzione cronologica
delle deformazioni più recenti. Nel settore esterno invece
è possibile confinare queste fasi di strutturazione in una
età successiva alla deposizione del Gruppo di Cavanella
(post-Langhiano).
È inoltre evidente che buona parte del rigetto neoalpino
è attribuibile al Plio-Quaternario.
Entrambe le catene sudalpina e dinarica presentano
le geometrie tipiche di catene a sovrascorrimenti, con pieghe
per propagazione di faglia o per faglia ondulata. Il
raccorciamento neoalpino sembra di almeno 40 km, mentre
la sezione non si presta a valutazioni realistiche del
raccorciamento mesoalpino, vista l’obliquità della sezione
nel settore interno.
Nel profilo sismico A di fig. 3 si nota un ispessimento
del Quaternario che pare riconducibile agli effetti distali
dell’avanfossa appenninica.
RINGRAZIAMENTI
Si ringraziano: Franco Forcella e Corrado Venturini per la revisione
critica del manoscritto; Dario Sartorio (ENI-Div. Agip) per la
reinterpretazione stratigrafica del Pozzo Bernadia 1; Sandro Venturini
(ENI-Div. Agip) per le utili discussioni sull’interpretazione della
struttura di Cargnacco. Il lavoro è stato realizzato con il contributo
CNR «Gruppo Alpi» CT99.00643.CT05 (resp. G.B. Carulli) e CNR 2000
(C. Doglioni).
OPERE CITATE
ASSERETO R., DESIO A., DI COLBERTALDO D. & PASSERI L. (1968) -
Foglio 14A Tarvisio, note illustrative della Carta Geologica d’Italia.
Servizio Geologico d’Italia, Roma.
BRESSAN G., SNIDARCIC A. & VENTURINI C. (1998) - Present state of
tectonic stress in the eastern Southern Alps (Friuli Region). Tectonophysics,
292, 211-227.
CARULLI G.B., FANTONI R., MASETTI D., PONTON M., TRINCIANTI E.,
TROMBETTA G.L. & VENTURINI S. (1998) - Analisi di facies e proposta
di revisione stratigrafica del Triassico superiore del Sudalpino
orientale. Atti Tic. Sc. terra, serie spec., 7, 159-183.
CARULLI G.B., FRIZZO P., LONGO SALVADOR G., SEMENZA E., BIAN-
CHIN G., MANTOVANI F. & MEZZACASA G. (1987) - La geologia
della zona tra il T. Chiarzò e il F. Fella (Alpi Carniche). Giorn.
Geol., serie 3a , 49 (1), 1-32.
CARULLI G.B. & PONTON M. (1992) - Interpretazione strutturale
profonda del settore centrale carnico-friulano. Studi Geol.
Camerti, vol. spec., 2, 1992, CROP 1-1A, 275-284.
CARULLI G.B., ZUCCHI STOLFA M.L. & PIRINI RADIZZANI C. (1982) -
L’Eocene di M. Forcella (Gruppo del M. Amariana-Carnia orientale).
Mem. Soc. Geol. It., 24, 65-70.
CASTELLARIN A., CANTELLI L., FESCE A.M., MERCIER J.L., PICOTTI
V., PINI G.A., PROSSER G. & SELLI L. (1992) - Alpine compressional
tectonics in the Southern Alps. Relationship with the
N-Apennines. Annales Tectonicae, 6 (1), 62-94.
CATI A., FICHERA R. & CAPPELLI V. (1989) - Northeastern Italy. Integrated
processing of geophisical and geological data. In: Carulli
G.B. et alii (editors), Evolution of the karstic carbonate
platform: relation with other periadriatic carbonate platforms.
Mem. Soc. Geol. It., 40, 273-288.
COUSIN M. (1981) - Les rapports Alpes-Dinarides. Les confins de l’Italie
et de la Yugoslavie. Soc. Géol. Nord, Pubbl. 5 (I-II), 521 pp.
DE MARCO S., FANTONI R., PONTON M. & SCOTTI P. (2000) - La successione
di Raibl. In: Carulli G.B. (editor), Guida alle escursioni
dell’80a Riunione Estiva S.G.I. 102-111. Univ. Trieste.
DOGLIONI C. & BOSELLINI A. (1987) - Eoalpine and mesoalpine tectonics
in the Southern Alps. Geol. Rund., 76 (3), 735-754.

300 S. MERLINI ET ALII
FANTONI R., CATELLANI D., MERLINI S., ROGLEDI S. & VENTURINI S.
(questo volume) - La registrazione degli eventi deformativi terziari
nell’avampaese veneto-friulano.
FANTONI R., LONGO SALVADOR G., PODDA F., PONTON M. & SCOTTI
P. (1998) - L’unità a laminiti organiche nel norico del Rio Resartico
(Val Resia, Prealpi Giulie). Atti Tic. Sc. Terra, serie spec., 7,
109-123.
FOIS E. & JADOUL F. (1983) - La Dorsale Paleocarnica anisica di Pontebba.
Riv. It. Paleont. Strat., 89, 3-30.
FRASCARI F., SPALLETTA C., VAI G.B. & VENTURINI C. (1981) - Foglio
14 Pontebba. In Castellarin A. (a cura di), Carta tettonica delle
Alpi Meridionali (alla scala 1:200.000), Pubbl. 441, Prog. Finalizz.
Geodinam. (S.P.5) C.N.R..
KUSˇCER D., GRAD K., NOSAN A. & OGORELEC B. (1974) - Geoloske
raziskave soske doline med Bovcem in kobaridom. Geologija, 17,
425-476, Ljubliana.
MARTINIS B. (1966) - Prove di ampi sovrascorrimenti nelle Prealpi Friulane
e Venete Mem. Ist. Geol. e Miner. Univ. Padova, 25, 1-33.
MELLERE D., STEFANI C. & ANGEVINE C. (2000) - Polyphase tectonics
through subsidence analysis: the Oligo-Miocene Venetian and
Friuli Basin, north-east Italy. Basin Research, 12, 159-182.
PERNARCIC E. (2000) - La successione giurassico-cretacica del M.
Cumieli. In Carulli G.B. (Ed.), Guida alle escursioni dell’80a Riunione
Estiva S.G.I., 132-138. Univ. Trieste.
PIRINI RADRIZZANI C., TUNIS G. & VENTURINI S. (1986) - Biostratigrafia
e paleogeografia dell’area sud-occidentale dell’anticlinale M. Mia-
M. Matajur (Prealpi Giulie). Riv. It. Paleont. Strat., 92 (3), 327-382.
POLI M.E. (1995) - Evidenze di tettonica a thrust dinarica nelle Prealpi
Giulie meridionali (Italia nord-orientale). Nota preliminare. Atti
Tic. Sc. Terra, serie spec., 3, 99-114.
POLI M.E. & ZANFERRARI A. (1995) - Dinaric thrust tectonics in the
southern Julian Prealps (Eastern Southern Alps, NE Italy). Proceedings
of the first Croatian Geological Congress, October 18-21,
1995, Opatija, Croatia, 2, 465-498, Zagreb.
PONTON M. (2000) - Il Monte S. Simeone. In Carulli G.B. (Ed.), Guida
alle escursioni dell’80a Riunione Estiva S.G.I. 116-117, Univ.
Trieste.
PONTON M. (questo volume) - La tettonica del gruppo del M. Canin e
la Linea Val Resia-Val Coritenza (Alpi Giulie occidentali).
PONTON M. & TUNIS G. (1996) - La geologia del massiccio dei Monti La
Bernadia (Prealpi Giulie). In: Il fenomeno carsico del massiccio
dei Monti La Bernadia, Mem. Ist. It. Spel., sez. 2, 8, 39-48.
PONTON M. & VENTURINI C. (2000) - La strutturazione post-ercinica
delle Alpi e Prealpi Carniche e Giulie. In Carulli G.B. (Ed.), Guida
alle escursioni dell’80 a Riunione Estiva S.G.I. 27-31. Univ. Trieste.
SARTORIO D., TUNIS G. & VENTURINI S. (1997) - The Iudrio Valley
section and the evolution of the northeastern margin of the Friuli
Platform (Julian Prealps, NE Italy-W Slovenia). Mem. Sci. Geol.,
49, 163-193. Padova.
SELLI R. (1963) - Schema geologico delle Alpi Carniche e Giulie occidentali.
Giorn. Geol., serie 2, 30 (1962), 1-136.
TUNIS G. & VENTURINI S. (1992) - Evolution of the southern margin
of the Julian Basin with emphasis on the megabeds and turbidites
sequence of the Southern Julian Prealps (NE Italy). Geologia
Croatica, 45, 127-150. Zagreb.
TUNIS G. & VENTURINI S. (2000) - La successione giurassico-eocenica.
In: Carulli G.B. (editor), Guida alle escursioni dell’80 a Riunione
Estiva S.G.I., 21-25. Univ. Trieste.
VENTURINI C. (1990a) - Geologia delle Alpi Carniche centro-orientali.
Museo Friulano St. Nat. Udine, 36, 1-220.
VENTURINI C. (1990b) - Cinematica neogenico-quaternaria del Sudalpino
orientale (settore friulano). Studi Geol. Camerti, vol. spec.,
109-116, Camerino.
VENTURINI S. (questo volume) - Il pozzo Cargnacco 1: un punto di
taratura stratigrafica nella pianura friulana.
VENTURINI S. & TUNIS G. (1989) - Nuovi dati ed interpretazioni sulla
tettonica del settore meridionale delle Prealpi Giulie e della regione
al confine fra Italia e Yugoslavia. Gortania, Atti Mus. Fr. St. Nat.,
10, 1988, 5-34, Udine.
VENTURINI S. & TUNIS G. (1991) - Nuovi dati stratigrafici, paleoambientali
e tettonici sul Flysch di Cormons (Friuli Orientale). Gortania,
Atti Mus. Fr. St. Nat., 13, 5-34, Udine.
VENTURINI S. & TUNIS G. (1992) - La composizione dei conglomerati
cenozoici del Friuli: dati preliminari. Studi Geol. Camerti, vol.
spec., 285-295.
VENTURINI S. & TUNIS G. (1998) - Il canyon campaniano-maastrichtiano
della Val Torre (Prealpi Giulie). Atti Tic. Sc. Terra, Serie
Spec., 7, 7-16.
Manoscritto pervenuto 16 Febbraio 2001; testo approvato per la stampa il 15 Gennaio 2002; ultime bozze restituite il 10 Settembre 2002.